UNIVERSIDAD ANDRÉS BELLO
Facultad de Ingeniería
Carrera de Geología
Geología, petrología y geoquímica de la isla San Ambrosio y del
islote González del complejo volcánico oceánico San Félix - San
Ambrosio, islas Desventuradas, Pacífico Suroriental, Chile.
Tesis de pregrado para optar al título de Geólogo
Nicolás Philippi Queirolo
Profesor guía:
Cristian Rodrigo Ramírez
Profesor co-guía:
Sergio Calderón Diaz
Viña del Mar, Chile.
I Resumen
El complejo volcánico oceánico San Félix - San Ambrosio (COVOSSFA), ubicado
en el Pacífico suroriental a 940 km de la zona costera norte de Chile continental,
corresponde a un caso de volcanismo intraplaca en la placa de Nazca. Este
complejo volcánico está constituido por la isla San Ambrosio, la isla San Félix, el
islote González y la roca Catedral de Peterborough; de las cuales, en este trabajo,
se realizaron mapeos geológicos y se obtuvieron muestras de rocas para análisis
geoquímicos de óxidos mayores, elementos trazas e isótopos de He, Os, Sr, Nd
y Pb en la isla San Ambrosio y en el islote González durante el crucero de
investigación CIMAR 22, realizado entre octubre y noviembre de 2016.
Las observaciones de terreno indican que la isla San Ambrosio está constituida
por dos grandes grupos de secuencias de lavas alcalinas y piroclastos (Grupo
Carpa y Grupo Fardelas), mientras que el islote González está constituido por
tres diferentes secuencias alcalinas; la unidad hialoclástica, las coladas
submarinas - subaéreas y el Grupo Punta Bari. Las hialoclastitas y las coladas
submarinas presentan texturas tipo flama, pillow lavas, pillow breccias y jigsaw seguido de lavas con texturas cordadas, lo que es evidencia de que este islote
se originó durante una explosión freatomagmática en aguas someras y luego
haber sufrido un rápido alzamiento sobre el nivel eustático de ese momento.
Por otra parte, el análisis geoquímico indica un enriquecimiento en elementos
LILE y HFS de la isla San Ambrosio (2,86 - 2,93 Ma) al islote González (¿1 Ma?), sugiere una disminución en la fusión parcial de lherzolitas entre un evento y otro,
mientras que el empobrecimiento de HREE en ambas islas correspondería a
granate residual en la fuente (> 60 km). Las signaturas isotópicas indican afinidad
de la fuente con miembros HIMU, EMI, EMII, BSE y FOZO lo que implica que parte del material mantélico de las islas proviene del manto inferior.
Este complejo volcánico es categorizado como un hotspot secundario, ya que sólo cumple con uno (flujo boyante superior a 1000 kg/s) de los cinco criterios de
Courtillot et al. 2(2003) para identificar posibles hotspots primarios relacionados a
II
fenómeno menos caliente y menos voluminoso que un hotspot primario, y que según datos tomográficos, posiblemente tiene su origen en una pluma “estancada” en la zona de transición.
Abstract
The San Félix - San Ambrosio oceanic volcanic complex (COVOSSFA), located
in the south-eastern Pacific at 940 km from the northern coastal zone of
continental Chile, corresponds to a case of intraplate volcanism in the Nazca
plate. This volcanic complex is constituted by San Ambrosio island, San Felix
island, Gonzalez island and Peterborough Cathedral rock; of which, in this work,
geological mappings were made and rock samples were obtained for
geochemical analyses of major oxides, trace elements and isotopes of He, Os,
Sr, Nd and Pb in San Ambrosio and González island during the CIMAR 22
research cruise, carried out between October and November 2016.
The field observations indicate that the San Ambrosio island is made up of two
large groups of sequences of alkaline lavas and pyroclasts (Carpa Group and
Fardelas Group), while the González island is constituted by three different
alkaline sequences; the hyaloclastic unit, the submarine - subaerial lava flow and
the Punta Bari Group. The hyaloclastites and the underwater lava flows have
flame, pillow lavas, pillow breccias and jigsaw textures followed by lavas with
cordate textures, which is evidence that this island originated during a
phreatomagmatic explosion in shallow waters and then suffered a quick rise over
the eustatic level of that moment.
On the other hand, the geochemical analysis indicates an enrichment in LILE and
HFS elements of San Ambrosio island (2.86 - 2.93 Ma) to Gonzalez island (1
Ma?), suggests a decrease in the partial melting of lherzolites between an event
and another, while the depleted of HREE in both islands would correspond to
III
the source with members HIMU, EMI, EMII, BSE and FOZO which implies that part of the mantle material of the islands comes from the lower mantle.
This volcanic complex is categorized as a secondary hotspot, since it only meets
one (buoyant flow greater than 1000 kg/s) of the five criteria of Courtillot et al.
2(2003) to identify possible primary hotspots related to deep plumes. Therefore, the COVOSSFA plume is related to a phenomenon that is less hot and less
voluminous than a primary hotspot, and which, according tomographic data,
IV
What do you want to achieve?
-Björn-
… I just want to live.
But I want to live with the greatest intensity.
I want to feel every moment of my life, as long as it lasts.
I want to be more than just alive, if you understand me.
-Halfdan-
Oh, I do.
-Björn-
V Agradecimientos
Agradecimientos al Comité Oceanográfico Nacional (CONA), coordinadores del Crucero CIMAR 22 “Islas Oceánicas” en el cual se realizó el proyecto "Genesis
de las cadenas de montes submarinos en la placa de Nazca: análisis
morfoestructural, petrográfico y geoquímico de las cadenas de las islas San Félix
y San Ambrosio, y del archipiélago Juan Fernández", con el cual se obtuvieron
los fondos para realizar este trabajo. Al comandante Carlos González, capitán
Sergio Devotto y teniente Christian Marchant por apoyarme en la logística para
acceder a las islas y poder obtener las muestras necesarias para este trabajo.
A mi profesor guía Cristian Rodrigo, al cual debo agradecerle especialmente por
las oportunidades ofrecidas y todo lo que involucro el desarrollo de esta tesis, y
al Checho por sus aportes fundamentales en el desarrollo de este trabajo y
también por sus interesantes maneras de enseñar e impartir su conocimiento.
A los profes que han marcado estos años universitarios con sus particulares
personalidades; Enrique Bostelmann, Ximena Contardo, Harry Esterio, Francisco
Fernandoy, Benigno Godoy, José Klenner, Luis Ribba e Iván Vargas.
Aunque tengo un interés personal por viajar y explorar zonas extremas, la vida
diaria en sí misma es un viaje que lleva a experimentar momentos y conocer
personas que marcan la vida, en ocasiones, para siempre. Tal es el caso de mi
paso por esta universidad, en la que conocí compañeros que hicieron estos seis
años sumamente satisfactorios a nivel personal y cada uno aporto, a su manera
y en su momento, distintos momentos de alegría y también tristeza. Hay quienes
han estado junto conmigo desde los primeros años de U; Consuelo Antezana,
Omar Bugueño, Catalina Buvinic, Jaime Cataldo, Fran Celis, Daniela Contador,
Nicole Foucher, Rudolph Herbstaedt, Harald Jäger, Román Karczewski, Jimena
Magaña, Rodrigo Muñoz, Gonzalo Navarro, Daniel Navarro, Javier Pincheira,
Diego Rojo, Daniel Veliz y Diego Zúñiga, y más recientemente Eli Aranda, Natalia
Gaete, Roció Nilo y Génesis Torrejón, quien me ha acompañado este último
VI
A mi mama y mi hermano por el apoyo durante estos años. A mi familia de
Curacaví; Lily, Jura, Vinni, Dija, Bhetany y Luanda, por acompañarme y ser parte
VII Tabla de contenidos
I.- INTRODUCCIÓN ... 1
1.1.- Planteamiento del problema ... 1
1.2.- Objetivos ... 2
1.2.1.- Objetivo general ... 2
1.2.2.- Objetivos específicos ... 2
1.3.- Hipótesis de trabajo ... 3
II.- MARCO TEÓRICO ... 3
2.1.- Antecedentes generales... 3
2.1.1.- Volcanismo intraplaca ... 3
2.1.2.- Tipos de magmas basálticos en islas oceánicas... 5
2.1.3.- Petrografía y geoquímica de elementos mayores en islas oceánicas basálticas ... 7
2.1.4.- Geoquímica de elementos traza en islas oceánicas basálticas ... 10
2.1.5.- Geoquímica isotópica en islas oceánicas basálticas ... 12
2.1.5.1.- Generalidades ... 12
2.1.5.2.- Isótopos de Sr y Nd ... 13
2.1.5.3.- Isótopos de Pb ... 14
2.1.5.4.- Isótopos de He ... 15
2.1.5.5.- Isótopos de Os ... 17
2.1.6.- Petrogénesis del volcanismo oceánico intraplaca ... 19
2.2.- Antecedentes geológicos de las islas San Félix y San Ambrosio ... 22
2.3.- Consideraciones estadísticas generales de las investigaciones en San Félix y San Ambrosio ... 28
2.4.- Consideraciones estadísticas generales de las relaciones de tamaños con otros OIB’s del planeta ... 30
III.- METODOLOGÍAS ... 30
3.1.- Ubicación y características generales de las islas ... 30
3.2.- Terreno ... 35
3.2.1.- Alcances y limitaciones ... 38
3.3.- Láminas delgadas y pulidas-transparentes... 38
3.4.- Análisis de laboratorios ... 39
3.4.1.- Análisis en roca total de óxidos mayores, elementos trazas, REE e isótopos de Sr-Nd-Pb ... 39
VIII
4.1.1.2.- Unidades litoestratigráficas volcánicas ... 43
4.1.1.2.1.- Grupo Carpa ... 43
4.1.1.2.2.- Grupo Fardelas y enjambre de diques ... 46
4.1.2.- Islote González ... 50
4.1.2.1.- Generalidades ... 50
4.1.2.2.- Unidades litoestratigráficas volcánicas ... 53
4.1.2.2.1.- Unidad hialoclástica ... 53
4.1.2.2.2.- Grupo de coladas submarinas y subaéreas ... 57
4.1.2.2.3.- Grupo Punta Bari ... 60
4.1.2.3.- Estructuras ... 63
4.2.- Petrografía ... 65
4.2.1.- Isla San Ambrosio ... 65
4.2.1.1.- Grupo Carpa ... 65
4.2.1.2.- Grupo Fardelas y enjambre de diques ... 68
4.2.2.- Islote González ... 72
4.2.2.1.- Unidad hialoclástica ... 72
4.2.2.2.- Coladas submarinas ... 74
4.2.2.3.- Coladas subaéreas ... 76
4.2.3.- Resumen de las características petrográficas ... 78
4.3.- Geoquímica ... 80
4.3.1.- Geoquímica de roca total ... 80
IX
5.2.- Posibles fuentes, evoluciones y ambientes de depositación de los eventos
volcánicos de la isla San Ambrosio y el islote González ... 119
5.3.- Naturaleza de la pluma del COVOSSFA ... 124
VI.- CONCLUSIÓNES ... 129
VII.- REFERENCIAS ... 130
VIII.- ANEXOS ... 138
8.1.- Fotografías sin esquemas ... 138
8.2.- Fotografías de las muestras de rocas ... 144
8.3.- Tablas ... 152
8.3.1.- Tabla de ubicación de muestras ... 152
8.3.2.- Tablas de descripciones petrográficas de las láminas delgadas de cada muestra ... 152
8.3.3.- Tablas de datos geoquímicos de otros autores ... 167
8.3.4.- Datos generales de islas oceánicas a nivel mundial ... 173
Índice de figuras Figura 1. Distribución geográfica y flujos de masa de 82 hotspots a nivel global. ... 4
Figura 2. Esquema de las tres etapas de generación magmática en Hawái. ... 6
Figura 3. Mapa esquemático de los cinco principales centros volcánicos de la isla grande de Hawái. ... 7
Figura 4. Diagrama spider de multielementos de OIB normalizado respecto a un N-MORB en base a valores estándar. ... 11
Figura 5. Modelo esquemático del volcanismo oceánico intraplaca y las distintas fuentes isotópicas mantélicas. ... 19
Figura 6. Estructura esquemática de la Tierra que muestra el modelo de plumas mantélicas y el modelo de placas. ... 21
Figura 7. Vista tridimensional de las anomalías de velocidad en el manto bajo la isla de Pascua, Juan Fernández y San Ambrosio-San Félix... 23
Figura 8. Secciones transversales verticales de imágenes de velocidad de ondas P desde la superficie hasta el límite manto-núcleo para 12 islas oceánicas en el Océano Pacífico. ... 24
X
Figura 10. Línea de tiempo esquemática de las investigaciones geológicas llevadas a
cabo en San Félix y San Ambrosio. ... 27
Figura 11. Ubicación general de la principal isla (San Félix) del COVOSSFA y su relación con los principales elementos geotectónicos del océano Pacifico. ... 31
Figura 12. Distribución espacial de las islas del COVOSSFA. ... 32
Figura 13. Fotografía de las islas Desventuradas. ... 32
Figura 14. Batimetría multi-haz del COVOSSFA realizada durante el crucero CIMAR 22 en 2016. ... 33
Figura 15. Batimetría multi-haz de la zona oeste del COVOSSFA realizada durante el crucero CIMAR 22... 34
Figura 16. Batimetría gravimétrica y multi-haz con los posibles alineamientos de montes submarinos entre las islas San Ambrosio y San Félix, y la fosa de Atacama. ... 35
Figura 17. Ubicación de las muestras obtenidas en el Islote González. ... 36
Figura 18. Vista de la cara este del islote González con la ubicación de las muestras obtenidas en este trabajo... 36
Figura 19. Ubicación de las muestras obtenidas en la isla San Ambrosio. ... 37
Figura 20. Vista de la cara norte de la isla San Ambrosio con la ubicación de las muestras obtenidas en este trabajo... 37
Figura 21. Vista de la cara sur de la isla San Ambrosio. ... 41
Figura 22. Sección central de la Figura 21, en la que se observan los dos grupos principales que componen la isla San Ambrosio. ... 41
Figura 23. Mapa geológico de la isla San Ambrosio. ... 42
Figura 24. Secuencias de lavas alcalinas tipo escudo de la isla San Ambrosio. ... 44
Figura 25. Secuencias de lavas del Grupo Carpa. ... 44
Figura 26. Tobas hialoclásticas palagoníticas compuestas mayormente por una matriz vítrea... 45
Figura 27. Hialoclastitas compuestas casi totalmente por fragmentos vítreos. ... 45
Figura 28. Secuencia de lava en discordancia con toba hialoclastita. ... 46
Figura 29. Enjambre de diques alimentadores. ... 47
XI
Figura 31. Dique aflorante en la cima de la isla San Ambrosio, a la altura de la quebrada
Carpa. ... 48
Figura 32. Fotografía de los diques en la sección superior de la isla. ... 49
Figura 33. Texturas de enfriamiento en diques. ... 49
Figura 34. Vista de la cara este del islote González. ... 51
Figura 35. Vista de la cara oeste del islote González desde el Cerro Amarillo en la isla San Félix. ... 51
Figura 36. Mapa geológico actualizado del islote González. ... 52
Figura 37. Vista de la cara este de las hialoclásticas del islote González. ... 54
Figura 38. Contacto discordante entre las secuencias hialoclásticas y las coladas submarinas.. ... 54
Figura 39. Estructuras tipo flama entre las hialoclastitas y las coladas submarinas. .... 55
Figura 40. Secuencias alternadas de fragmentos vítreos, de tamaños finos a gruesos, en la unidad hialoclástica. ... 55
Figura 41. Deformación plástica de fragmento vítreo durante el flujo de las secuencias piroclásticas... 56
Figura 42. Fragmento clástico de 20 cm de una secuencia piroclástica anterior a la Unidad hialoclástica. ... 56
Figura 43. Distribución de las coladas submarinas y subaéreas en la cara este del islote González. ... 58
Figura 44. Coladas submarinas con una textura masiva y jigsaw, en contacto tipo flama con la unidad hialoclástica. ... 58
Figura 45. Colada submarina con texturas de pillow breccias. ... 59
Figura 46. Colada submarina con texturas de pillow lavas. ... 59
Figura 47. Coladas subaéreas en contacto muy difuso con las coladas submarinas. .. 60
Figura 48. Grupo Punta Bari en el islote González e isla San Félix en vista hacia el oeste. ... 61
Figura 49. Vista hacia el norte del Grupo Punta Bari en ambas islas. ... 61
XII
Figura 51. Secuencias de lavas del Grupo Punta Bari vistas hacia el sur desde el sur de
la isla San Félix. ... 62
Figura 52. Vista general de la cara sur del islote González. ... 63
Figura 53. Falla normal en la cara sur del islote González. ... 64
Figura 54. Set de fallas normales, a cuatro metros a la derecha de la Figura 53. ... 64
Figura 55. Estructuras de extensión tipo horst-graben en la cara este de las secuencias hialoclásticas. ... 65
Figura 56. Sección de lámina delgada, en luz polarizada cruzada (LPX) y aumento de 5x, de la muestra C22SA-105. ... 67
Figura 57. Sección de lámina delgada, en luz polarizada cruzada (LPX) y aumento de 5x, de la muestra C22SA-110. ... 67
Figura 58. Sección de lámina delgada, en luz polarizada paralela (LPP) y aumento de 5x, de la muestra C22SA-107. ... 68
Figura 59. Sección de lámina delgada, en luz polarizada paralela (LPP) y aumento de 5x, de la muestra C22SA-101. ... 70
Figura 60. Sección de lámina delgada, en luz polarizada cruzada (LPX) y aumento de 5x, de la muestra C22SA-102.. ... 71
Figura 61. Sección de lámina delgada, en luz polarizada cruzada (LPX) y aumento de 5x, de la muestra C22SA-108. ... 71
Figura 62. Sección de lámina delgada, en luz polarizada cruzada (LPX) y aumento de 5x, de la muestra C22SA-109. ... 72
Figura 63. Sección de lámina delgada, en luz polarizada paralela (LPP) y aumento de 5x, de la muestra C22IG-203. ... 73
Figura 64. Sección de lámina delgada, en luz polarizada paralela (LPP) y aumento de 5x, de la muestra C22IG-205. ... 74
Figura 65. Sección de lámina delgada, en luz polarizada cruzada (LPX) y aumento de 5x, de la muestra C22IG-201. ... 75
Figura 66. Sección de lámina delgada, en luz polarizada cruzada (LPX) y aumento de 5x, de la muestra C22IG-202. ... 75
XIII
Figura 68. Diagrama ternario de discriminación geotectónica de Mullen (1983) con datos de muestras de la isla San Ambrosio, islote González y la isla San Félix. ... 87
Figura 69. Diagrama de clasificación TAS (Total Alkali-Silica) para rocas volcánicas, propuesto por Le Bas et al. (1986) con datos de muestras de la isla San Ambrosio, islote González y la isla San Félix. ... 89
Figura 70. Diagrama Na2O versus K2O para la discriminación de las distintas series
alcalino-sódicas propuestas por Middlemost (1975) con datos de muestras de la isla San Ambrosio, islote González y la isla San Félix... 90
Figura 71. Diagrama de Shand (1943) para la saturación de alúmina con datos de muestras de la isla San Ambrosio, islote González y la isla San Félix. ... 91
Figura 72. Diagramas Harker (Harker, 1909) de variación composicional de los óxidos mayores versus SiO2 con datos de muestras de la isla San Ambrosio, islote González y
la isla San Félix. ... 93
Figura 73. Diagramas de variación composicional de los óxidos mayores versus Mg# con datos de muestras de la isla San Ambrosio, islote González y la isla San Félix. ... 94
Figura 74. Diagrama de clasificación con elementos inmóviles propuesto por Winchester & Floyd (1977) con datos de muestras de la isla San Ambrosio, islote González y la isla San Félix. ... 96
Figura 75. Diagrama de caracterización geotectónica propuesto por Pearce (2008) con datos de muestras de la isla San Ambrosio, islote González y la isla San Félix. ... 97
Figura 76. Diagrama de profundidades relativas de fusión para basaltos oceánicos propuesto por Pearce (2008) con datos de muestras de la isla San Ambrosio, islote González y la isla San Félix. ... 98
Figura 77. Diagrama Nb/U versus Nb de Hofmann (2003) con datos de muestras de la isla San Ambrosio, islote González y la isla San Félix... 99
Figura 78. Diagramas de variación composicional de Cr versus Mg# (izquierda) y Sr versus CaO (derecha) con datos de muestras de la isla San Ambrosio y el islote González. ... 100
Figura 79. Diagrama spider de REE normalizadas contra un manto primitivo con datos de muestras de la isla San Ambrosio. ... 103
Figura 80. Diagrama spider de REE normalizadas contra un manto primitivo con datos de muestras del islote González... 103
XIV
Figura 82. Diagrama spider de elementos inmóviles, HFSE mayormente, normalizadas contra N-MORB con datos de muestras del islote González... 104
Figura 83. Diagrama spider de elementos LIL, HFS y REE normalizadas contra OIB con datos de muestras de la isla San Ambrosio. ... 106
Figura 84. Diagrama spider de elementos LIL, HFS y REE normalizadas contra OIB con datos de muestras del islote González... 106
Figura 85. Diagrama spider de elementos LIL, HFS y REE normalizadas contra OIB con datos de muestras del islote González y la isla San Félix. ... 107
Figura 86. Diagrama spider de elementos LIL, HFS y REE normalizadas contra OIB con datos de muestras del islote González y la isla San Félix. ... 107
Figura 87. Campos composicionales de 87Sr/86Sr versus143Nd/144Nd para distintos OIB's
y MORB's con datos de muestras de la isla San Ambrosio y la isla San Félix. ... 109
Figura 88. Campos composicionales de 87Sr/86Sr versus 3He/4He (R/R
A) para distintos
OIB's y MORB's con datos de muestras de la isla San Ambrosio. ... 110
Figura 89. Campos composicionales de 143Nd/144Nd versus3He/4He (R/R
A) para distintos
OIB's y MORB's con datos de muestras de la isla San Ambrosio. ... 111
Figura 90. Campos composicionales de 206Pb/204Pb versus3He/4He (R/R
A) para distintos
OIB's y MORB's con datos de muestras de la isla San Ambrosio. ... 112
Figura 91. Campos composicionales de 87Sr/86Sr versus187Os/188Os para distintas islas
oceánicas con datos de muestras de la isla San Ambrosio y el islote González. ... 113
Figura 92. 143Nd/144Nd versus 187Os/188Os para miembros extremos con datos de
muestras de la isla San Ambrosio y el islote González.. ... 114
Figura 93. Campos composicionales de 206Pb/204Pb versus 187Os/188Os para distintas
islas oceánicas con datos de la isla San Ambrosio y del islote González... 115
Figura 94. Línea de tiempo esquemática de las secuencias volcánicas de la isla San Ambrosio, islote González, y las principales de la isla San Félix. ... 118
Figura 95. Modelo conceptual de la distribución de los elementos infracorticales relacionados al origen mantélico del COVOSSFA. ... 127
XV Índice de figuras del anexo
Figura complementaria 1. Fotografía sin esquemas de la Figura 22. ... 138
Figura complementaria 2. Fotografía sin esquemas de la Figura 25. ... 138
Figura complementaria 3. Fotografía sin esquemas de la Figura 28. ... 139
Figura complementaria 4. Fotografía sin esquemas de la Figura 29. ... 139
Figura complementaria 5. Fotografía sin esquemas de la Figura 30. ... 140
Figura complementaria 6. Fotografía sin esquemas de la Figura 39. ... 140
Figura complementaria 7. Fotografía sin esquemas de la Figura 43. ... 141
Figura complementaria 8. Fotografía sin esquemas de la Figura 45. ... 141
Figura complementaria 9. Fotografía sin esquemas de la Figura 46. ... 142
Figura complementaria 10. Fotografía sin esquemas de la Figura 47. ... 142
Figura complementaria 11. Fotografía sin esquemas de la Figura 50. ... 143
Figura complementaria 12. Fotografía sin esquemas de la Figura 54. ... 143
Figura complementaria 13. Fotografía de la muestra C22SA-101. ... 144
Figura complementaria 14. Fotografía de la muestra C22SA-102. ... 144
Figura complementaria 15. Fotografía de la muestra C22SA-103. ... 145
Figura complementaria 16. Fotografía de la muestra C22SA-104. ... 145
Figura complementaria 17. Fotografía de la muestra C22SA-105. ... 146
Figura complementaria 18. Fotografía de la muestra C22SA-106. ... 146
Figura complementaria 19. Fotografía de la muestra C22SA-107. ... 147
Figura complementaria 20. Fotografía de la muestra C22SA-108. ... 147
Figura complementaria 21. Fotografía de la muestra C22SA-109. ... 148
Figura complementaria 22. Fotografía de la muestra C22SA-110. ... 148
Figura complementaria 23. Fotografía de la muestra C22IG-201. ... 149
XVI
Figura complementaria 25. Fotografía de la muestra C22IG-203. ... 150
Figura complementaria 26. Fotografía de la muestra C22IG-204. ... 150
Figura complementaria 27. Fotografía de la muestra C22IG-205. ... 151
Figura complementaria 28. Fotografía de la muestra C22IG-206. ... 151
Índice de tablas Tabla 1. Resumen de las principales diferencias petrográficas, mineralógicas y de elementos mayores entre basaltos toleíticos y alcalinos. ... 9
Tabla 2. Resumen de algunas diferencias de elementos trazas entre basaltos toleíticos y alcalinos. ... 12
Tabla 3. Cadenas de reacción isotópica a partir de 238U y 232Th que generan 4He. ... 15
Tabla 4. Valores promedio de razones isotópicas para diferentes fuentes mantélicas. 18 Tabla 5. Recopilación geocronológica de la isla San Félix y San Ambrosio. ... 25
Tabla 6. Recopilación de datos isotópicos de la isla San Félix y San Ambrosio. ... 26
Tabla 7. Recopilación de números de muestras por isla analizadas con distintas metodologías. ... 29
Tabla 8. Tabla resumen de los datos petrográficos modales de las unidades y grupos de la isla San Ambrosio e islote González. ... 78
Tabla 9. Datos isotópicos obtenidos en este trabajo en muestras de la isla San Ambrosio y del islote González. ... 80
Tabla 10. Composición de óxidos mayores y elementos trazas de muestras de la isla San Ambrosio y del islote González. ... 81
Tabla 11. Datos de óxidos mayores normalizados utilizados para el cálculo de la norma CIPW, junto con la mineralogía normativa resultante. ... 85
XVII Índice de tablas del anexo
Tabla complementaria 1. Ubicación de las muestras de la isla San Ambrosio y del islote González. ... 152
Tabla complementaria 2. Composición de óxidos mayores y elementos trazas de muestras de Cooper (2014) de la isla San Ambrosio. ... 167
Tabla complementaria 3. Composición de óxidos mayores y elementos trazas de muestras de Cooper (2014) de la isla San Félix. ... 170
1 I.- INTRODUCCIÓN
1.1.- Planteamiento del problema
Las islas Desventuradas, constituidas por la isla San Félix, isla San
Ambrosio, islote González y la roca Catedral de Peterborough, representan un
complejo volcánico en el sudeste del océano Pacífico, en la zona central este de
la placa de Nazca. Los reconocimientos geológicos previos en las islas han sido
limitados (Philippi, 1875; 2Willis & 2Washington, 1924; Hedge, 1978; Silva et 2al.,
1979; González-Ferrán, 1978 y 1987; Gerlach et 2al., 1986; Cheng et al., 1999;
2Haase et 2al., 2000; Cooper, 2014), debido principalmente a la dificultad logística para acceder a ellas. Si bien la petrología de las islas es relativamente conocida,
la geoquímica de elementos trazas e isótopos y su relación con la génesis de la
fuente magmática, ha sido un tema de debate desde que Hedge (1978) 2publica
los primeros datos isotópicos de la isla San Félix.
A su vez, la evolución en el conocimiento de los sistemas de hotspots (Wilson, 1963) ha avanzado hacia nuevos modelos geodinámicos (e.g. Davies & Davies, 2009) 2en los que los clásicos modelos de hotspots “fijos” (fixed hotspots)
(Morgan, 1971) 2o “primarios” (Courtillot et al., 2003), y que involucran una única
“estructura mantélica” que conecta directamente el núcleo externo con la
litosfera, podrían no ser aplicables para el caso del complejo volcánico oceánico
San Félix - San Ambrosio (COVOSSFA), ya que no cumple, en un principio, con
algunos de los cinco requisitos para identificar hotspots primarios (Courtillot et al., 2003). Si bien, ya se ha identificado la existencia o falta de algunos de estos criterios en la isla San Félix, aún faltan algunos datos, como por ejemplo los
isótopos de He, que se obtendrán y analizarán por primera vez en este trabajo
en muestras de la isla San Ambrosio y del islote González. No cumplir con todos
los criterios que establece Courtillot et al. 2(2003), implicaría asociarlo a otro tipo
de hotspots, secundarios o terciarios. Sin embargo, no existen criterios claros ni
2
a través de tomografía sísmica, orígenes potenciales de plumas alternativos al
modelo clásico propuesto por Wilson (1963) y Morgan (1971).
Por lo tanto, se realizarán nuevos análisis de datos petrográficos y
geoquímicos de la isla San Ambrosio y el islote González en muestras obtenidas durante el Crucero CIMAR 22 “Islas Oceánicas” 2016, para contribuir con el
esclarecimiento de la génesis del complejo y categorizarlo en alguno de los
modelos propuestos por Courtillot et al. 2(2003) o proponer una nueva alternativa
que sea más acorde a la naturaleza de este complejo volcánico en particular.
1.2.- Objetivos
1.2.1.- Objetivo general
Precisar el potencial origen de la pluma generadora del complejo volcánico
oceánico San Félix - San Ambrosio, identificando las fuentes mantélicas
involucradas a través del análisis de las signaturas isotópicas de
He-Os-Sr-Nd-Pb de los basaltos alcalinos de la isla San Ambrosio y el islote González.
1.2.2.- Objetivos específicos
- Identificar los elementos y unidades geológicas de cada isla y realizar un mapa
geológico para cada una.
- Interpretar la petrografía y litoquímica de las muestras obtenidas en la isla San
Ambrosio e islote González.
3 1.3.- Hipótesis de trabajo
La génesis magmática del complejo volcánico oceánico San Félix - San
Ambrosio está asociada al manto superior, sobre la zona de transición de los 410
- 660 km, relacionada con un modelo de hotspot secundario, fenómeno menos caliente y menos voluminoso que un hotspot clásico o primario.
II.- MARCO TEÓRICO
2.1.- Antecedentes generales
2.1.1.- Volcanismo intraplaca
El volcanismo intraplaca es en general de una naturaleza poco evidente,
como lo puede ser el volcanismo de márgenes continentales donde es clara la
interacción de las placas tectónicas.
Hay ciertas características que son comunes a nivel planetario en el
volcanismo intraplaca, como lo es la química del magma, que es dominantemente
basáltica tanto en dorsales (Mid-Ocean Ridge Basalts; MORB) como en islas oceánicas (Ocean Island Basalts; OIB).
El resultado más evidente de este tipo de actividad volcánica son las islas
y montes submarinos (seamounts), que Batiza (1982) 2estima entre 22.000 a
55.000 en el océano Pacífico, de los cuales, entre 1.500 a 2.000 se encontrarían
activos.
4 Figura 1. Distribución geográfica y flujos de masa de 82 hotspots (rojo), junto con plateaus basálticos submarinos y continentales (Large Igneous Provinces) (naranjo) a nivel global según Yoshida 2(2015).
Algunas islas oceánicas y montes submarinos se presentan en forma lineal
y con una relación progresiva en términos geocronológicos, empezando
generalmente por una isla volcánica activa, siendo el ejemplo clásico a nivel
mundial la cadena de montes submarinos Hawái-Emperador. Este volcanismo es
generado en principio por plumas ascendentes del manto que provendrían de la
zona de contacto núcleo-manto (Wilson, 1963). Cuando la cabeza de la pluma (800 a 1.200 km de diámetro) llega a la corteza generaría los plateaus basálticos,
seguido posteriormente de la cola de la pluma (50 a 100 km de diámetro) que
mantiene los sistemas de hotspots de larga vida (Richards et al., 1989). 2Si el
movimiento de la placa y la producción magmática del hotspots es muy intensa,
se produce una línea volcánica más continua, que es denomina ridge asísmico (Wilson, 1965). 2
Los hotspots eran considerados en un principio estacionarios, por lo que
5
de la placa durante el periodo que esta estuvo activa. Sin embargo, nuevas
evidencias y mejoras en las tecnologías paleomagnéticas sugieren que los
hotspots presentan un movimiento relativo (e. g. Olson, 1987; 2Molnar & Stock,
1987; 2Tarduno et al., 2003; 2Duncan et al., 2006). 2
Nuevos datos gravimétricos y tomográficos sugieren la existencia de “superplumas” bajo África occidental y el Pacifico occidental, en las que se
concentrarían las islas volcánicas y montes submarinos (Crough & Jurdy, 1980;
2Yoshida, 2015).
2.1.2.- Tipos de magmas basálticos en islas oceánicas
El volcanismo oceánico intraplaca se manifiesta en dos diferentes series
magmáticas, una toleítica y otra alcalina, siendo la más común la serie toleítica
(ocean island tholeiitic, OIT). Los basaltos toleíticos son similares a los MORB, pero con ciertas diferencias químicas y mineralógicas. La otra serie, que es
mucho menos común, es la serie alcalina (ocean island alkaline, OIA), que a su
vez se subdivide en dos sub-series; una subsaturada en sílice y otra menos
abundante ligeramente saturada en sílice (Clague & Dalrymple, 1987). 2
En Hawái se han definido ciclos eruptivos que se dividen en cuatro etapas:
6 Figura 2. Esquema de las tres etapas de generación magmática en Hawái. El magma es alcalino al inicio y al final del proceso (pre-escudo, post-escudo y etapa post-erosional). Sin embargo, la mayor parte corresponde a la etapa escudo que es principalmente toleítica. Modificado de Clague & Dalrymple (1987).
La etapa pre-escudo se caracteriza por erupciones submarinas de basaltos alcalinos a basanitas muy alcalinas. Esta etapa probablemente
represente una baja fusión parcial del manto cuando comienza el ascenso de la
cola de la pluma. Posteriormente, en la etapa escudo, se generan enormes cantidades de basaltos toleíticos. En el caso de la isla de Hawái existen cinco de
estas etapas sobrepuestas. Kilauea y Mauna Loa (Figura 3) se encuentran actualmente en esta fase. El volumen de lava generado sólo en esta etapa en
Hawái corresponde al 97-99% de las lavas eruptadas.
La fase post-escudo se observa claramente en Mauna Kea, Hualalai y Kohala (Figura 3), y se caracteriza por el colapso de la caldera. En esta etapa las lavas son más alcalinas, y las erupciones más violentas y episódicas. La
composición de las lavas varia de hawaiitas a traquitas. Finalmente, en la etapa
7 Figura 3. Mapa esquemático de los cinco principales centros volcánicos de la isla grande de Hawái. Kohala es el más antiguo y Kilauea el más joven (Hawaii Guide, 2017). 2
No es claro si este patrón de evolución en los tipos de lavas puede ser
generalizado a todas las islas oceánicas basálticas, además es muy difícil
conocer estas secuencias toleíticas y alcalinas bajo el nivel del mar. Si esto fuera
un patrón general, entonces muchas islas oceánicas alcalinas deberían tener una
gran parte toleítica sumergida. Sin embargo, se han realizado muy pocos
estudios respecto a esto (e. g. Bohrson & Reid, 1995). 2
2.1.3.- Petrografía y geoquímica de elementos mayores en islas oceánicas basálticas
En general los basaltos toleíticos (OIT) son similares a los MORB’s, sin embargo, se observan algunas diferencias, por ejemplo, para el mismo número
de magnesio (Mg#); índice de diferenciación, 100 Mg/(Mg + Fe2+) las toleítas
presentan mayor K2O, TiO2 y P2O5 y bajo Al2O3 que un MORB. El olivino (Fo70-90,
8
en Cr. Generalmente, las series toleíticas en OIB pueden ser modeladas únicamente por cristalización fraccionada de olivino.
Las plagioclasas y clinopiroxenos son comunes en la masa fundamental
de las toleítas, también a veces se encuentran megacristales de clinopiroxeno
(clinopyroxene megacrysts) pero, por lo general, son más ricos en Mg que la
masa fundamental. Los megacristales son comunes en basaltos alcalinos. Estos
megacristales podrían representar fenocristales de zonas profundas del manto o
nucleación en fases cercanas al liquidus (composición de un líquido que coexiste
con un sólido a una temperatura en particular, liquido > solido) a elevadas
presiones (Akinin et al., 2005; Winter, 22014).
La última fase en cristalizar, en las toleítas, es la de los óxidos de Fe y Ti,
que resulta de la sustitución de forsterita (olivino magnésico) a fayalita (olivino
férrico). Los anfíboles u otros minerales de fases hídricas no se forman en los
basaltos toleíticos.
Los basaltos alcalinos (OIA) se caracterizan por una alta alcalinidad, bajos
contenidos de sílice y bajo Mg# en relación a las toleítas. Debido a los bajos
contenidos de sílice, el olivino sigue presente en la masa fundamental, pero en
este caso con un gran rango composicional (Fo35-90). Por lo general, el único
piroxeno que se encuentra es la augita ((Ca, Mg, Fe)2Si2O6). Los anfíboles se
presentan ocasionalmente como fenocristales, indicando un alto contenido en
volátiles. Las masas fundamentales de los basaltos alcalinos contienen
comúnmente feldespatos alcalinos y/o feldespatoides como nefelina (NaAlSiO4),
9 Tabla 1. Resumen de las principales diferencias petrográficas, mineralógicas y de elementos mayores entre basaltos toleíticos y alcalinos. Tabla elaborada a partir de datos de White (1966);
2Hughes (1982); 2Greenough et al. (2005) 2y Winter 2(2014).
Serie sobresaturada SiO2≈ 50-70%
Clinopiroxenos > Ortopiroxenos modales y
normativos Augita modal rica en Ti
Megacristales de piroxeno son escasos Megacristales de piroxeno son comunes
No hay anfíboles Fenocristales ocasionales de anfíboles
No hay nefelina Nefelina normativa o modal
No hay biotita Biotita ocasional en la masa fundamental
Feldespatos alcalinos sólo ocasionalmente normativos
Feldespatos alcalinos en la masa fundamental, sin embargo, son difíciles de identificar
No presenta analcima modal Analcima modal muy poco frecuente
Cuarzo ocasional en la masa fundamental No hay cuarzo
Texturas locales ofíticas y subofíticas Fenocristales de plagioclasas son poco comunes
Secuencia de fenocristales: olivino, plagioclasa, augita
Secuencia de fenocristales: olivino, augita, plagioclasa
10 2.1.4.- Geoquímica de elementos traza en islas oceánicas basálticas
Los magmas OIB están enriquecidos respecto a un MORB en Large-Ion Lithophile Elements (LILE), estos elementos corresponden a K, Rb, Cs, Ba, Pb2+
y Sr, y son usados para evaluar la composición de la fuente, el grado de fusión
parcial y procesos de cristalización fraccionada. La razón K/Ba es considerada
un buen indicador de la fuente (Le Roex, 1985; 2Schilling et al., 1985). 2
Los elementos High Field Strength Elements (HFS; Th, U, Ce, Zr, Hf, Nb,
Ta y Ti) también son elementos incompatibles y enriquecidos en los OIB’s cristalización fraccionada de olivino y espinela, respectivamente. OIA’s tienden a ser más empobrecidos en ambos elementos en relación a OIT’s y MORB’s.
Los elementos de tierras raras (Rare Earth Elements, REE; Ce, Dy, Er, Eu,
Gd, Ho, La, Lu, Nd, Pr, Pm, Sm, Sc, Tb, Tm, Yb, Y) también son indicadores de
magmas enriquecidos en elementos incompatibles. Los basaltos alcalinos de
Hawái presentan pendientes abruptas (La/Yb; diagramas spider) y enriquecimiento en LREE (Light Rare Earth Elements; Sc, La, Ce, Pr, Nd, Pm, Sm y Eu) respecto a un E-MORB (Enriched MORB).
Los Heavy Rare Earth Elements (HREE; Y, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb,
Lu) presentan a menudo patrones más planos en MORB normales y enriquecidos, lo que es interpretado como presencia de granate en una fase
residual, debido a que el granate es de los pocos minerales comunes que
11
Jaques & Green (1980) 2concluyeron en base a resultados experimentales,
que los basaltos alcalinos pueden ser generados a partir de una fuente
enriquecida y las toleítas a partir de un 5 a 20% de fusión parcial de una fuente
mantélica empobrecida o enriquecida.
Los OIB’s también pueden ser comparados en diagramas spider respecto
a un MORB, mostrando un enriquecimiento de elementos LIL (Sr-Ba) y HFS
(Th-Yb) (Figura 4). Este patrón es propio de muestras enriquecidas por procesos de fusión parcial de lerzolitas de fase cuatro (olivino, ortopiroxenos, clinopiroxeno y
granate, espinela o plagioclasa subordinados) que preferentemente concentran
elementos incompatibles.
Figura 4. Diagrama spider de multielementos de OIB normalizado respecto a un N-MORB en base a valores estándar segun Sun & 2McDonough (1989).
Algunos elementos HFS incompatibles, como Nb y U, se mantienen uniformes durante la fusión parcial de OIB’s y MORB’s si son comparados en la
forma Nb/U versus Nb, lo que indica que estos elementos en particular no se fraccionan entre ellos y conservan la relación original de la fuente mantélica,
incluso llegando a ser similar a un condrito-C, sin embargo este tiene una ligera
12
menor razón Nb/U que la fuente mantélica, lo que implica que el manto
evolucionó durante un tiempo para enriquecerse en Nb/U (Hofmann et 2al., 1986;
Hofmann, 2003).
Los elementos trazas proporcionan más detalles de la fuente que los
elementos mayores en lo que respecta al magmatismo oceánico intraplaca.
Pequeñas diferencias en los grados de fusión parcial y/o la cristalización
fraccionada de fases de alta presión, como granate y piroxeno, pueden producir
algunos de los patrones observados.
Enriquecido en Ni y Cr Empobrecido en Ni y Cr
2.1.5.- Geoquímica isotópica en islas oceánicas basálticas
2.1.5.1.- Generalidades
Los sistemas isotópicos no se fraccionan durante los procesos de fusión y
cristalización. En general las variaciones isotópicas del volcanismo oceánico
muestran que el manto no es una fuente homogénea, debido a que la geoquímica isotópica es mucho más variable en los OIB’s que en los MORB’s.
13 2.1.5.2.- Isótopos de Sr y Nd
El 87Sr se crea a través de la desintegración del 87Rb y comúnmente
reemplaza al Ca. Por otra parte, el 143Nd es el isótopo radiogénico del 147Sm, y el
144Nd del 148Sm.
Zindler & 2Hart (1986) identificaron, a través del ploteo de datos 143Nd/144Nd
versus 87Sr/86Sr de 23 islas oceánicas, que las fuentes mantélicas que originan
las islas basálticas son muy heterogéneas entre sí, probablemente debido a una
mezcla de magmas (magma mixing) entre, por lo menos, dos fuentes mantélicas
en las que cada una tiene sus propias características isotópicas.
Tradicionalmente, las hipótesis sugerían que la variabilidad química del
manto provenía de la mezcla de dos fuentes, una que sería el manto superior
empobrecido en elementos incompatibles sobre la zona de transición de los 660
km, y la otra, una fuente enriquecida en incompatibles bajo los 660 km (Richter & McKenzie (1981); 2Olson & Yuen (1982)). 2Sin embargo, los datos de Zindler &
2Hart (1986) muestran que al menos se requieren tres fuentes mantélicas distintas.
Actualmente se reconocen diez fuentes mantélicas, las cuales son; DM (Depleted mantle)1, HIMU (Hi-μ mantle)1, EMI (Enriched mantle type I)1, EMII
(Enriched mantle type II)1, PHEM (Primitive helium mantle)2, FOZO (Focal zone
mantle)3, C (Common mantle)4, BSE (Bulk standard Earth)5, PREMA (Prevalent (Primitive Upper Mantle), presenta signaturas isotópicas relacionadas al manto
primitivo, que evolucionó al manto actual sin fraccionamiento isotópico.
Actualmente, se ha reconocido, en muy raras ocasiones, en algunos basaltos
oceánicos (Zindler & 2Hart, 1986). Tanto la fuente EMI, como la EMII tiene razones
14
bajas, cercanas al manto primitivo, y la segunda, valores extremadamente altos
(>0,720). Estas signaturas, por lo general, están relacionadas a corteza
continental, corteza oceánica y sedimentos, aunque la corteza oceánica presenta
menos concentración de Sr que los demás (Rollinson, 1993). 2
2.1.5.3.- Isótopos de Pb
El 204Pb no es radiogénico, y los demás isótopos de Pb son producidos por
la desintegración radiactiva de U y Th, según las siguientes secuencias:
238U → 234U → 206Pb (reacción dominante de U)
235U
→
207Pb (reacción secundaria de U)232Th → 208Pb (reacción dominante de Th)
U, Pb y Th se concentran comúnmente en fuentes ricas en sílice y alúmina,
como por ejemplo la corteza continental, corteza oceánica y sedimentos marinos
y continentales, acumulándose con el tiempo el Pb radiogénico.
Debido a que la reacción más común es 238U a 206Pb, la razón 206Pb/204Pb
es más sensible a las fuentes enriquecidas en estos isótopos.
Al plotear datos 207Pb/204Pb versus 206Pb/204Pb de algunos OIB’s del
Pacifico y del Atlántico, se hace evidente que es necesario la existencia de una
nueva fuente mantélica más allá de las que están asociadas al sistema Sr-Nd.
Esta nueva fuente es denomina HIMU (Hi-μ mantle), donde μ = 238U/204Pb, y
presenta razones muy altas de 206Pb/204Pb y bajas de 87Sr/86Sr, además la fuente
tiene que tener por lo menos 1 Ga para acumular estos valores por desintegración
radioactiva.
Las fuentes comúnmente asociadas al HIMU son corteza oceánica subductada y reciclada, intercambios locales de Pb entre manto y núcleo, y
15
Dupré & Allègre (1983) 2identificaron que los OIB’s del océano Índico
presentan razones 208Pb/204Pb más altas que los del Atlántico y del Pacifico, a
esta anomalía se le denomina DUPAL.
2.1.5.4.- Isótopos de He
La mayoría de los isótopos de gases nobles son producidos por procesos
nucleares terrestres, en el caso del 4He los procesos que lo originan provienen
principalmente de la serie de desintegración del 238U y 232Th (Tabla 3).
Tabla 3. Cadenas de reacción isotópica a partir de 238U y 232Th que generan 4He. Modificado de
Clarke & Beg (1969) 2descubrieron que el isótopo no-radiogénico del helio,
3He, emana desde las zonas de las dorsales a la atmósfera, demostrando que el
proceso de desgasificación del manto continua aún en proceso.
La abundancia del He en la Tierra sólo es modificada por la desintegración
16
elemento incompatible fraccionándose en el fundido. La forma en la que los
átomos de He se alojan en las estructuras cristalinas de los minerales aún no es
del todo claro.
Debido a que el átomo de He es extremadamente liviano, no forma enlaces
con otros elementos y es el único elemento que el campo gravitacional de la
Tierra no puede retener, es muy poco abundante en la atmósfera y es
prácticamente imposible que retorne al manto una vez que llega a la atmósfera.
La razón atmosférica de 3He/4He es relativamente constante (1,39*10-6), y
comúnmente se denota como RA.
Craig (1990) 2identifica que los MORB’s presentan razones 3He/4He entre
7 y 9 RA, y los OIB’s entre 4 a 32 RA, registrándose los valores más altos en
Islandia y Hawái, y los más bajos en pequeñas islas de basaltos como Santa
Helena (6 RA), Guadalupe (4 RA) y Azores (4 RA). Sin embargo, la mayoría de
los OIB’s se concentran en los 8 RA o 13 RA. Por lo general, los OIB’s se
caracterizan por tener bajas o altas razones de He, pero casi ninguno presenta
ambas signaturas, lo que sugiere que las fuentes que generan una isla basáltica
no se mezclan, o bien, una domina completamente sobre la otra.
Las altas razones de 3He/4He son comúnmente interpretadas como
porciones del manto profundo traídas a la superficie por las plumas. Esta relación
ha sido en parte demostrada en Islandia, donde la tomografía sísmica sugiere el
ascenso de una porción más caliente que el manto desde los 400 km. Las bajas
razones se relacionan a contaminación de una signatura relacionada a un MORB,
y los bajos valores no se originan de ninguna forma en el manto (Hilton et al., 1995; 2Wolfe et al., 1997; Farley & Neroda, 1998). 2
Farley et al. (1992) 2proponen una fuente mantélica de alta razón 3He/4He
17 2.1.5.5.- Isótopos de Os
El isótopo de 187Os proviene de la desintegración radioactiva de 187Re, con
una vida media de ~42 Ga. Tanto el Re como el Os son siderófilos (afines al Fe),
por lo que se concentraron en el núcleo durante la diferenciación primitiva de la
Tierra. El Os es compatible con el manto en procesos de fusión parcial, mientras
que el Re es incompatible, por lo que el manto actual esta enriquecido en Os (~3
ppb) y la corteza empobrecida (~0,03 ppb). Debido a la ligera incompatibilidad
del Re, este se concentra en la corteza y con el tiempo aumenta la razón
187Os/188Os (Shirey & Walker, 1998). 2
En general, los OIB’s presentan altas razones 187Os/188Os y se relacionan
a cuatro fuentes mantélicas: EMI, EMII, HIMU y FOZO. Por otra parte, Brandon et al. (1998) 2encuentran que tanto las razones 187Os/188Os y 186Os/188Os son
elevadas en las lavas de Hawái, el 186Os es producido por la desintegración de
190Pt y se comporta de manera similar al Re, y concluyen que una porción de
aproximadamente un 0,5-1% del núcleo externo se adiciono a la capa D’’, que es
de donde teóricamente proviene la pluma de Hawái. Por otra parte, Hauri & Hartb (1997) 2estiman que el aporte del núcleo es menor a 0,2% en las plumas
mantélicas y que las altas razones de isótopos de Os resultan de componentes
18 Tabla 4. Valores promedio de razones isotópicas para diferentes fuentes mantélicas. Abreviaturas en Sección 2.1.5.2. 1Modificado de Winter 2(2014).
Reservorio 87Sr/86Sr 144Nd/143Nd 206Pb/204Pb 207Pb/204Pb 3He/4He 187Os/186Os 18O/16O
Fuentes mantélicas
DM 0,7015-0,7025 0,5133-0,5136 15,5-17,7 < 15,45 7-9 RA 0,123-0,126 bajo
HIMU 0,7025-0,7035 0,511-0,5121 21,2-21,7 15,8-15,9 2-6 RA? 0,15 bajo
EMI c. 0,705 < 0,5112 17,6-17,7 15,46-15,49 2-6 RA? 0,152 bajo
EMII > 0,722 0,511-0,512 16,3-17,3 15,4-15,5 2-6 RA? 0,156? alto
FOZO 0,7030-0,7040 0,51280-0,51300 18,5-19,5 15,55-15,65 8-32 RA bajo bajo
Otras fuentes
BSE 0,7052 0,51264 18,4 15,58 40-80 RA? 0,129 bajo
PREMA 0,7033 < 0,5128 18,2-18,5 15,4-15,5
PHEM 0,7042-0,7052 0,51265-0,51280 18,4-19,0 15,5-15,6 > 35 RA bajo bajo
C 0,703-0,704 0,5128-0,5129 19,2-19,8 15,55-15,65 20-25 RA? bajo bajo
19 2.1.6.- Petrogénesis del volcanismo oceánico intraplaca
Recapitulando, los OIB’s están relacionados generalmente a fuentes mantélicas tipo EMI, EMII y HIMU, así como en menor medida a BSE, PREMA, FOZO, PHEM y C (Figura 5).
Actualmente existen dos modelos para explicar la génesis del volcanismo
oceánico intraplaca: el modelo de plumas mantélicas (plume model) y el modelo
de placas (plate model) (Figura 6). Sin embargo, el modelo de plumas mantélicas asociado a anomalías gravi-termales que ocurrirían en la capa D’’ o en la zona
de transición a los 660 km es el más aceptado por la comunidad, aunque el origen
de las plumas en sí sigue siendo poco claro. Incluso algunos autores consideran
la existencia de plumas composicionales o químicas (compositional plume,
chemical plume) (Zhong & Hager, 2003; Farnetani & Samuel, 2005). 2
20
De todos modos, los OIB’s presentan signaturas químicas e isotópicas muy diversas que van desde un manto peridotítico a componentes enriquecidos
relacionados a cortezas máficas y sedimentos reciclados. Inclusive algunos
necesitan de más de cinco fuentes mantélicas o de combinaciones
composicionales de fusión parcial, metasomatismo, enriquecimiento in situ o cambios en la convección mantélica (Van Keken et 2al., 2002).
Algunos experimentos muestran que la eclogita se funde primero en una
masa fundamental peridotítica-eclogitica. Esto implica que la eclogita podría
contribuir con un evento secundario de fusión en la pluma. Algunas estimaciones
para la fusión de la eclogita son ~190 km, ~175 km o ~150 km. Además, las
eclogitas tienen una tasa más alta de producción de fundidos que las peridotitas,
por lo que la fusión parcial de éstas genera enriquecimiento en FeO, TiO2 y
álcalis, presentes en la mayoría de los OIB’s (Hirschmann et al., 2003; 2Sobolev
et 2al., 2005).
La transición de toleítas a basaltos alcalinos por cristalización fraccionada,
ha sido descartada debido a la diferencia de temperaturas en bajas presiones
que caracteriza a cada serie. Por otra parte, las secuencias toleíticas se han
relacionado a la zona central, más caliente, de la pluma donde la fusión parcial
es alta, mientras que los basaltos alcalinos estarían relacionados a los márgenes
de la zona central donde las temperaturas más bajas generan menor fusión
parcial (Wyllie, 1988). 2
Courtillot et al. 2(2003) proponen cinco criterios para identificar plumas de
origen profundo (hotspots primarios) los cuales son: (1) presencia de una cadena
volcánica de larga vida con una progresión cronológica relativamente monótona,
(2) existencia de un trap o plateau basáltico en el “origen” de la cadena, (3) un gran flujo boyante (> 1000 kg/s), (4) altas razones 3He/4He (>10 R
A) y (5)
velocidades lentas de propagación de ondas en el manto superior.
A nivel global sólo siete hotspots cumplen con estos cinco criterios (Hawái,
Isla de Pascua, Islandia, Afar, Reunión y Tristán de Acuña). Los que no cumplen
21
originan en la zona de transición a los 660 km, y hotspots terciarios, relacionados
a un origen más superficial.
Figura 6. Estructura esquemática de la Tierra que muestra el modelo de plumas mantélicas (izquierda, modificado de Courtillot et al. 2(2003) por Anderson (2005)) y el modelo de placas
22 2.2.- Antecedentes geológicos generales de las islas San Félix y San Ambrosio
Las primeras observaciones petrológicas de San Félix y San Ambrosio
fueron realizadas por Philippi (1875), quien identifica lavas porfídicas de olivino con pequeños cristales de feldespatos, además de tobas soldadas en el Cerro
Amarillo. En San Ambrosio, se identifican lavas con cristales de piroxenos y
escorias coloradas que compara con las del monte Vesubio y el volcán Etna.
Willis & 2Washington (1924) realizan la primera petrografía y geoquímica
de elementos mayores, las cuales dan como resultado traquitas y basanitas de
nefelina. Los autores reconocen a la isla San Félix como un volcán activo en base
a los relatos orales del capitán Campbell, quien en octubre de 1922 y febrero de
1923 avistó “gases volcánicos” que el relaciono con el terremoto de Vallenar
ocurrido el 10 de noviembre de 1922.
Posteriormente, Fisher & Norris (1960) 2obtienen los primeros datos
batimétricos cercanos a las islas. Bonatti et al. (1977) 2relaciona las islas San Félix
- San Ambrosio (SF-SA) con la cadena de montes submarinos de Pascua, llamándola “Easter hot line”, sin embargo, este modelo, en lo que respecta a
SF-SA, está basado sólo en los datos petrológicos de Willis & 2Washington (1924).
La primera geoquímica de isótopos es realizada por Hedge (1978) 2en base
a razones de 87Sr/86Sr en muestras de la isla San Félix, presentando altos
valores, similares a las islas Marquesas, Hawái y Tahití. A su vez, González-Ferrán 2(1978) es el primer geólogo en explorar la isla San Ambrosio, realizando
los primeros mapas geológicos de San Félix y San Ambrosio.
Silva et 2al. (1979) definen tres unidades volcánicas en San Félix, además
de realizar un mapa geológico de la isla. Una de las muestras recolectadas en el
trabajo mencionado anteriormente, es utilizada por Vergara et al. (1980) 2para
realizar la primera datación 40K/40Ar de la isla San Félix, dando como resultado 1
± 0,5 Ma. Gerlach et 2al. (1986) obtiene nuevos datos isotópicos de Sr-Nd-Pb que
23
González-Ferrán 4(1987) esquematiza un modelo petrogenético para
explicar el origen de este complejo volcánico, además de realizar dataciones en
40K/40Ar en un dique (2,86 ± 0,14 Ma) y una lava (2,93 ± 0,15 Ma) de la sección
superior de la isla San Ambrosio. Cheng et al. (1999) y Haase et 2al. (2000)
obtienen nuevos datos isotópicos de Sr-Nd-Pb, junto con una nueva edad
40Ar/39Ar de 421 ± 18 ka en San Félix, por parte del último autor.
A escala global, Montelli et 2al. (2006); Zhao 2(2007) y French &
Romanowicz 2(2015) obtienen imágenes tomográficas de los principales hotspots del mundo, los que incluyen en ciertas secciones sísmicas a las islas San Félix y
San Ambrosio (Figura 7, Figura 8 y Figura 9).
24 Figura 8. Secciones transversales verticales de imágenes de velocidad de ondas P desde la superficie hasta el límite manto-núcleo para seis islas oceánicas del Océano Pacífico. Los colores rojo y azul indican velocidades lentas y rápidas, respectivamente. La escala de perturbación de velocidad se muestra en la parte inferior. Los puntos blancos indican los terremotos que ocurrieron dentro de una sección de 100 km de profundidad entre 1964 a 1998 con magnitudes mayores que M 4.0. Zhao 2(2007).
25
Por último, Cooper 2(2014) realiza estudios petrográficos y geoquímicos de
elementos mayores y menores, además de obtener una edad 40Ar/39Ar de 190 ±
30 ka en San Félix, mientras que Cooper & Lara (2015) 2obtienen por el mismo
método, 210 ± 60 ka.
Tabla 5. Recopilación de edades geocronológicas de la isla San Félix y San Ambrosio.
Año Autor Isla Muestra Observación Método Edad Error
1980 Vergara et al. San Félix F-1 Hialoclastita 40K/40Ar 1 Ma ± 500 ka
1987 González-Ferrán San Ambrosio Dique 40K/40Ar 2,86 Ma ± 0,14 Ma
1987 González-Ferrán San Ambrosio Lava 40K/40Ar 2,93 Ma ± 0,15 Ma
2000 Haase et al. San Félix SF1 Lava 40Ar/39Ar 421 ka ± 18 ka
2014 Cooper San Félix OC200913-6 Lava 40Ar/39Ar 190 ka ± 30 ka
26 Tabla 6. Recopilación de datos isotópicos de la isla San Félix y San Ambrosio.
Autor Hedge (1978) Gerlach et al. (1986) Cheng et al. (1999) Haase et al. (2000)
Isla San Félix San Félix San Félix San Félix San Félix San
Ambrosio San Félix San Félix San Félix San Félix San Félix San Félix
Muestra 99653 99656 99657 SF-1 SF-5 SF-8 SF1 SF2 SF3
Clasificación Basanita Basanita Tefrita Basanita Basanita Tefrita Basanita Basanita Basanita
87Sr/86Sr 0,7043 0,7042 0,7040 0,704120 0,704122 0,703983 0,704330 0,704175 0,704195 0,704178 0,704043 0,704206
143Nd/144Nd - - - 0,512585 0,512552 0,512732 0,512657 0,512442 0,512612 0,512669 0,512695 0,512651
206Pb/204Pb - - - 18,960 19,312 18,913 - - - 19,008 19,018 18,950
207Pb/204Pb - - - 15,569 15,602 15,569 - - - 15,583 15,591 15,597
28 2.3.- Consideraciones estadísticas generales de las investigaciones en San Félix y San Ambrosio
Debido a que las islas constituyen un complejo volcánico y no son eventos
aislados, es necesario entender su evolución desde el evento original (isla San
Ambrosio; 2,93 ± 0,15 Ma) hasta el evento final (isla San Félix; 421 ± 18 ka). Sin
embargo, en un contexto histórico, la isla San Félix ha concentrado la mayor
cantidad de análisis (~78%) petrográficos, geoquímicos y geocronológicos por
sobre la isla San Ambrosio (~22%) (Tabla 7), en especial los datos isotópicos los cuales se concentran en ~89% y ~11% respectivamente.
La acumulación de análisis, sólo en una de las islas se debe
principalmente a la logística para acceder a ellas. En 1976 se instaló una estación
aérea naval de la Armada de Chile en la isla San Félix, antes de esto se habían
realizado dos estudios en ambas islas (Philippi, 1875; 2Willis & 2Washington,
1924), por lo que los proyectos de investigación posteriores tenían mayor facilidad para acceder a San Félix a través de la Armada de Chile, mientras que
la isla San Ambrosio, a 20 km de San Félix, quedo relegada por la falta de una
logística de acceso más directa.
La falta de datos en San Ambrosio y la sobreacumulación de ellos en San
Félix, podrían llevar a desarrollar conclusiones erróneas o que no integren todos
o la mayoría de los elementos que deben considerarse para, por ejemplo,
establecer las fuentes mantélicas involucradas en la génesis del complejo, y
desarrollar modelos de evolución magmática desde el primer evento (San
29 Tabla 7. Recopilación de números de muestras por isla analizadas con distintas metodologías.
N° de muestras por isla Tipos de análisis
Año Autor San Félix San Ambrosio Geocronología Petrografía Óxidos mayores Trazas 87Sr/86Sr 143Nd/144Nd 206Pb/204Pb 207Pb/204Pb 208Pb/204Pb
1875 Philippi 2 1 Si
1923 Willis & Washington 7 1 Si Si
1978 Hedge 3 Si Si
1979 Silva et al. 6 Si Si
1980 Vergara et al. 1 Si
1986 Gerlach et al. 2 1 Si Si Si Si Si Si Si
1987 González-Ferran 2 Si Si
1999 Cheng et al. 3 Si Si Si
2000 Haase et al. 4 Si Si Si Si Si Si Si Si
2014 Cooper 32 12 Si Si Si Si
2015 Cooper & Lara 1 Si
